Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Верхний палеозой Центрального и Западного Тянь-Шаня

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Верхний палеозой Центрального и Западного Тянь-Шаня"

' Г Б ОД

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им.М.В.ЛОМОНОСОВА

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

Кафедра исторической и региональной геологии

На правах рукописи УДК551.735/.736(235.216)

МАСУМОВ Александр Садыкович

ВЕРХНИЙ ПАЛЕОЗОЙ ЦЕНТРАЛЬНОГО И ЗАПАДНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ

(Стратиграфия, структуры, формации, геодинамические модели)

Специальность 04.00.01 - "Общая и региональная

геология"

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученом степени доктора геолого-минералогических наук

Москва - 1994

Работа выполнена в лаборатории стратиграфии, палеонтологи и тектоники Института геологии и геофизики им.Х.М.Абдуллаева А РУз.

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук, профессор О.А.МАЗАРОВИЧ (МГУ)

Доктор геолого-минералогических наук, В.С.БУРТМАН (ГИН РАН)

Доктор геолого-минералогических наук, Г.С.БИСКЭ (СПб Университет)

Ведущая организация:

ВСЕГЕИ им. Карпинского

Защита состоится 1994 г. в — ч. *

заседании специализированного совета Д.053.05.25 по общей региональной геологии и геотектонике при Московско Государственном Университете им. М.В.Ломоносова по адрес 119899, Москва, Ленинские Горы, МГУ, Геологический факульте ауд.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотек геологического факультета МГУ.

Автореферат разослан "_"_1994 г.

УЧЕНЫЙ СЕКРЕТАРЬ

Специализированного Совета, проф.А. Г.РЯБУХИН

В ВЕДЕН И Е

Актуальность проблемы.

Образования верхнего палеозоя играют важную роль в алогическом строении Тянь-Шаня, а само это время явилось упнейшей перестроечной эпохой в его фанерозойской тории. Это была эпоха многоэтапного сокращения леоокеанических бассейнов и, как следствие, коллизии тровных дуг и континентальных масс. Она создала, в нечном счете, орогенический пояс Тянь-Шаня. Ведущим элегическим процессом позднего палеозоя стал, таким разом, орогенез. Проявленный в различных палеозонах нь-Шаня в специфических формах, он создал своеобразные пы тектонических структур и ряды выполняющих их элогических формаций. Именно с орогенезом связано разование, а затем схлопывание передовых и тыловых огибов, формирование лиминарных вулканических поясов, плизионный интрузивный магматизм, метаморфизм и дообразование, а также структурная и вещественная реработка континентальной коры в одних областях и ановление такого же типа коры - в других.

Различным аспектам этой актуальной и дискуссионной облемы посвящена настоящая работа. Ее актуальность дится также в синтезе всех современных, включая бственные, геологических данных и обосновании модели роения Тянь-Шаня в позднем палеозое. Под этим углом ения рассматривались вопросы региональной стратиграфии, тологии и геодинамики, а также закономерности строения и >рмирования орогенических формаций и вмещающих их руктур. Изучение последних особенно важно для повышения стоверности прогноза на многие полезные ископаемые, в м числе на нефть и газ в пределах закрытых площадей.

Теоретическая значимость работы представляется в плане знания общих закономерностей орогенического процесса.

Неудовлетворительное состояние проблемы верхнего леозоя, к моменту, когда стала особенно ощутимой требность в настоящей работе, заключалось в следующем.

В число слаборешенных выдвигались вопросы биостратиграфического расчленения континентальных и континентально-морских флороносных толщ, особенно это касалось вулкано-терригенных моласс вулканических областей. В последних вопросы ярусного обоснования, выделения региональных стратонов, объемов и границ отделов и систем стояли особенно остро. Недостаточная изученность фито-ценотических сообществ - макрофлоры и палинологических комплексов - привела к неудовлетворительной стратиграфии в континентальных разрезах и малодостоверной корреляции разнофациальных стратонов в масштабе всего Тянь-Шаня. Стали неизбежными ошибочные датировки многих свит, возникли непреодолимые трудности в межрегиональных корреляциях. Искаженные возрастные трактовки, естественно, не могли быть положены в основу выделения событийных рубежей в позднепалеозойской истории Тянь-Шаня.

В числе остро стоящих нельзя не упомянуть проблему границ между каменноугольной, пермской и триасовой системами в континентальных разрезах. Прежнее положение этих границ во многих районах было необоснованным. Пограничные между системами интервалы постулировались там, где их впоследствии не оказалось вовсе.

К числу почти неразработанных следует отнести вопросы фациально-формационного анализа каменноугольно-пермских отложений и реконструкции на этой основе ландшафтов позднего палеозоя в Южном и Восточном Алае, полосе Туркестанского и северного склона Алайского хребтов, Зеравшано-Гиссарской области, Южном и Юго-Западном Гиссаре, не говоря уже о районах хребтов Майдантаг, Кокшаал, Джамандавантау-Нарынтау, Молдотау.

Неисследованной оказалась проблема дробных палеогеодинамических реконструкций на актуалистической основе, особенно для пассивных окраин, а также вопросы выделения и классификации связанных с этими обстановками седиментационных бассейнов.

В относительно хорошо изученной области орогенного структурообразования {В.А.Арапов, 1983; Г.С.Бискэ, 1989;

1.Волочкович и др., 1973; Г.С.Поршняков, 1973; и др.) достаточно освещенными оказались многие вопросы, азанные с датировками конкретных структур, их типизацией и

Что касается орогенического комплекса формаций: явления объемов, возрастных рубежей, состава и эуктурной позиции, закономерностей строения и развития и I., то этот круг вопросов также оставался, вплоть до стоящего времени, в неудовлетворительном состоянии. Была совсем ясна природа многих разновидностей орогенических »рмаций, не выяснена их приуроченность к различного типа ссейнам осадконакопления, было нечетким их понимание в торическом и генетическом аспектах. Невыясненными в которых случаях оставались вопросы происхождения огенных кластитов, миграции во времени и пространстве огенических комплексов.

Почти неисследованными оказались вопросы, касающиеся щности и места орогенного этапа в истории формирования здних палеозоид Тянь-Шаня. Отсутствовало аргументиро-нное деление орогенного этапа на периоды, хотя впервые я Тянь-Шаня это было намечено еще А.А.Моссаковским Э75), оставался невыясненным его возрастной объем как для дельных систем, так и для региона в целом.

Касаясь магматизма позднего палеозоя, нельзя не метить, что в унифицированной схеме отсутствовала четкая |фференциация его продуктов по типам палеозой и диментационных бассейнов. Схеме в целом были присущи верные возрастные датировки многих вулканогенных серий, о привело к ошибочному датированию мезозоем верхнего (зрастного рубежа коллизионного магматизма Тянь-Шаня.

Недостаточно изученными, несмотря на фундаментальные ьзработки В.А.Буша (1975), Г.И.Макарычева (1974, 1978), ггаются вопросы структурно-вещественных преобразований :мной коры Тянь-Шаня на разных этапах его фанерозойской ;тории, особенно это касается позднепапеозойского этапа >еобразований как результата варисцийского орогенеза.

Цель и задачи исследований.

Целью настоящей работы было воссоздание истории геологического развития Тянь-Шаня в позднем палеозое на основе анализа стратиграфии, условий образования осадков, палеогеографии, палеогеодинамических и палеотектонических обстановок формирования и эволюции отрицательных коллизионных структур и выполняющих их орогенных формаций, закономерностей размещения продуктов субдукционно-коллизионного магматизма и структурно-вещественных преобразований земной коры. Цель эта выдвинула необходимость решения следующих задач: а) создания надежной стратиграфической основы; б) построения фациально- палеогеографических карт для разных временных срезов в интервале средний карбон-поздняя пермь и выявления основных черт палеогеографии этого времени; в) выделения и классификации основных типов седимен-тационных бассейнов позднего палеозоя; г) описания коллизионных структур и закономерностей их формирования и эволюции; д) выделения латеральных и хронологических рядов орогенических формаций для различных зон и структур; е) обоснования возрастных границ орогенного этапа и субдукционно-коллизионного магматизма; ж) исследования зависимостей форм орогенеза от палеогеодинамических обстановок и разновидностей земной коры отдельных блоков, в пределах которых орогенез проявлен.

Научная новизна выполненных исследований заключается в разработках теоретического и регионально-прикладного характера.

В области стратиграфии. 1. Обоснована дробная региональная стратиграфическая корреляционная схема каменноугольных и пермских континентальных (осадочных и вулканогенных) и континентально-морских флороносных отложений Тянь-Шаня.*)

*) Часть схемы, касающаяся континентальной перми.утверж-дена на Пермской комиссии МСК СССР (гЛенинград,1981).

Выделяемые подразделения скоррелированы с таковыми орных разрезов Западной и Центральной (Средней) Европы, жбасса и США. 2. Синтезировано шесть региональных фито-рату|графических горизонтов, охарактеризованных индиви-альными растительными ассоциациями, контролируемыми в нтинентально-морских разрезах фузулинидеями и другими уппами морских беспозвоночных. Доказана возможность их (явления и прослеживания по всей территории Тянь-Шаня, ¡которые из них опознаются в Прибалхашско-Илийском лканическом поясе Казахстана. 3. Обосновано положение аницы между каменноугольной и пермской системами в »нтинентальных разрезах. 4. Выдвинуто и обосновано >едставление об обширном перерыве в осадконакоплении, жвшемся в течение большей части поздней перми, раннего и >еднего триаса. 5. Установлен верхний возрастной предел фисцийского магматизма Тянь-Шаня как доранне-1иасовый.

В области палеогеографии. 1. Проведена реконструкция орских, в основном, ландшафтов для ранне-эзднемосковского веков, позднего карбона, ассельского и жмарского веков ранней перми, континентальных для конца анней перми - поздней перми, показаны распределение моря

суши и конфигурация бассейнов. 2. Обосновано эедстааление о существовании в Тянь-Шане в диапазоне 2Ь2-П11-Р^а двух разновидностей океанических бассейнов -

елководных, типа окраинных морей, и существенно 1убоководных, и намечены области питания для них.

В области палеотектоники. 1. Установлено, что характер едиментационных бассейнов определяется геодинамикой их юрмирования и особенностями земной коры (возраст, тип) зх палеозой, в пространстве которых они возникают. 2. азработана классификация седиментационных бассейнов и трицательных коллизионных структур, прослежены динамика азвития последних и их меняющиеся границы.

В области региональной геологии. 1. Разработаны представления об асинхронности во времени и пространстве варисцийского орогенеза и длительности его проявления. 2. Обосновано разделение орогенного этапа на ранне- и позднеорогенный периоды, уточнены их объемы и возрастные границы, показаны формы проявления орогенеза в различных блоках, сформулировано положение об их индивидуальности. 3. Аргументировано отнесение флише-олистостромовой формации фронтальных прогибов к классу орогенных, показана миграция южнотяньшаньского орогена во времени и пространстве. 4. Выявлены особенности строения и "трансрежимность" орогенического комплекса формаций.

Ё области теоретической геологии. 1. Обосновано представление о том, что важнейшей закономерностью перехода от океанического этапа к континентальному в варисцидах Тянь-Шаня было существование равного им по историко-геологической значимости орогенного (суб-дукционно-коллизионного) этапа*», для которого характерны свой набор формационных рядов, типы структур, стиль тектоники и характер магматизма. В составе этого этапа, длившегося в Тянь-Шане более 90 млн. лет отмечается несколько перестроечных рубежей различной значимости и выразительности. 2. Делается вывод об эволюции орогенических поясов, типа Тяньшаньского, от конвергентного субдукционного орогена до коллизионного. 3. Установлено, что первое появление тектоно-гравитационных микститов в структуре надвиговых поясов и фронтальных прогибов синхронно началу орогенеза, т.е. началу конвергенции континентальных масс, а их широкое развитие - коллизии и интенсивному тектоническому скучиванию. 4. Раскрыты, в рамках поздних палеозоид, процессы структурно-вещественных преобразований земной коры Тянь-Шаня под воздействием орогенеза, выделены этапы таких преобразований.

*)Метагеосинклинальный, по В.Е.Хаину,1954; и Е.В.Мовшовичу, 1979.

Практическая ценность. Стратиграфические пред-авления автора были использованы в тектонической карте )едней Азии масштаба 1:500000 (1975), объяснительных писках к сериям листов масштаба 1:25000 геологических рт междуречья Сох - Исфайрам (1985) и верховьев Исфайрам (1987).

Материалы автора являются базой для разработки опорной (генды к геологической карте масштаба 1:50000, могут быть кже положены в основу сводных геологических, текто-1ческих, геодинамических и прогнозно-металлогенических 1РТ.

Фактический материал, положенный в основу дис-фтации, собирался автором в период с 1971 по 1987 годы, го около 100 детальных послойных стратиграфических и ■руктурно-стратмграфических разрезов и пересечений по 1менноугольно-пермским образованиям "открытых" районов еверного, Срединного, Южного и Юго-Западного Тянь-Шаня, также керновый материал по параметрическим скважинам мударьинской и Бухарской ступеней. Собранный материал слючает пермские разрезы Мангышлака и Туаркыра, а также >иасовые разрезы в Зеравшанском хребте и Южной Фергане, имитированный объем диссертации не позволил включить солько-нибудь подробного описания большей части эбранного материала. Его необходимый минимум приводится

систематизированном и сильно обобщенном виде на алеогеографических и палеотектонических картах, схемах, в юрме стратиграфических колонок, разрезов и т.д.

Помимо личных, в работе использованы многочисленные итературные и картографические источники, особенно по ерритории Зеравшано-Гиссарской горной области, окшаальским варисцидам и некоторым районам Северного янь-Шаня.

При составлении разрезов проводились послойные сборы рганических остатков, которые изучались многими специа-истами, основное внимание уделялось фитофоссилиям.

Ископаемые растения из коллекций автора определялись ;.В.Мейеном, М.В.Дуранте, И.А.Добрускиной (ГИН АН СССР),

A.Т.Бураковой (ЛГУ) и Т.А.Быковской (ИГ и Г АН УзССР). Отдельные группы растений просматривались Р.Х.Вагнером (Англия, хвойные), Ж.-П.Лавейном и И.Лемуанем (Франция, фуппы пекоптерисов, а также целые коллекции по некоторым районам).

Фузулинидеи определялись Ф.Р.Бенш (ИГ и Г АН УзССР) (автор, кроме того, широко пользовался ее прежними опубликованными материалами для датировок растительных комплексов), аммоноидеи - В.Е.Руженцевым и М.Богословской (ПИН АН СССР), кораллы - Т.Г.Ильиной и Н.В.Кабакович (ПИН АН СССР), морские и пресноводные двустворки -О.Н.Бетехгиной (СНИИГИМС), гастроподы - И.А.Поповой (ИГ и Г АН УзССР), остракоды - З.Д.Белоусовой (ИНГП), Е.А.Гусевой (ВСЕГЕИ), И.Ю.Неуструевой (Ин-т озероведения АН СССР) и автором, насекомые - А.П.Раснициным, конхостраки и лимнадиоидеи - Н.И.Новожиловым (ПИН АН СССР). Абсолютный возраст пород определялся в лаборатории абсолютной геохронологии ИГ и Г АН УзССР аналитиком Ф.Аскаровым. Всем вышеперечисленным лицам автор выражает искреннюю признательность.

В процессе работы над диссертацией автор неоднократно пользовался консультациями и советами Г.С.Бискэ, О.М.Борисова, В.С.Буртмана, А.И.Вознесенского, М.ГЛеонова, Е.В.Мовшовича, А.В.Покровского, Б.В.Полянского, Д.П.Резвого, Д.Л.Степанова, Е.В.Христова, И.Г.Щербы, В.В.Юдина, которым глубоко благодарен.

Автор благодарен А.В.Дженчураевой, С.В.Литовчаку,

B.А.Мамраку, В.М.Ненахову, С.И.Белову, В.В.Абакумову и др. за предоставленную в свое время возможность посетить ряд важных разрезов в Восточной Фергане и Алайском хребте.

Неоценимую помощь на главных этапах исследований оказал покойный С.В.Мейен. Этим выдающимся ученым были определены почти все палеоботанические коллекции автора из большинства районов Тянь-Шаня и намечены главные черты флорогенеза карбона и перми Средней Азии.

Особую благодарность автор выражает Т.А. Быковской за многолетние совместные полевые поездки, помощь в оформлении графических материалов диссертации и обработку коллекций ископаемых растений, которую она осуществила

еле С.В.Мейена. Автор весьма признателен А.А.Масумову за льшую помощь в оформлении текста настоящей ссертации.

Методика исследований заключалась в составлении слойных стратиграфических разрезов по отложениям Ргз и

руктурно-стратиграфических профилей и разрезов вкрест остирания складчато-надвиговых структур, в которых ложения среднего-верхнего карбона зачастую оказывались рекрытыми по двойным или даже тройным надвигам более »евними, в основном, силурийско-девонскими, толщами. При кггавлении разрезов отбирался послойный материал для шеонтологической характеристики стратонов, а также атериал, по которому могли бы быть восстановлены юбеннос™ среды накопления верхнепалеозойских осадков, эследний интерпретировался с позиций методики чнамического фациально-палеогеографического картирова-1я. С ее помощью проводилась фациальная интерпретация !рригенных и терригенно-карбонатных толщ, служившая ;новой для выделения наземных и морских палео-андшафтов.

При корреляции разрезов использовались, наряду с иостратиграфическим, литостратиграфический и ритмо-фатифафический методы. Особое внимание при выделении и эрреляции стратонов разного генезиса обращалось на астительные ассоциации в комплексе с другими группами юссилий.

Приводимые в специальных главах работы списки истематического состава многочисленных групп фауны и >лоры в значительной степени базируются на коллекциях, обранных автором. На этапе теоретического обобщения материала привлекались данные по петрохимии главным ¡бразом островодужных и поздних коллизионных магматитоз.

Апробация результатов работы проведена при защите ручных отчетов в ИГиГ АН УзССР, САИГИМС'е Мингео УзССР, ерриториальных геологических организациях Киргизской ССР

(Южно-Киргизская геологическая экспедиция, г.Ош) и Узбекской ССР (Комплексная геолого-поисковая экспедиция Объединения "Ташкентгеология"), и объяснительных записок к геологическим и тектонической картам.

Основные положения диссертации докладывались на Всесоюзном совещании - школе по тектонике и геодинамике Урало-Тяньшаньской складчатой системы (г.Свердловск, 1989), полевой школе - семинаре по геодинамическому картированию (г.Ош, 1989), научной сессии Института геологии БНЦ УРО АН СССР по шарьяжно-надвиговой тектонике (г. Уфа, 1991 г.), Международном конгрессе по пермской системе земного шара (г.Пермь, 1991)

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Разработана дробная региональная корреляционная стратиграфическая схема каменноугольных и пермских осадочных и вулканогенных флоросодержащих отложений Тянь-Шаня. В ее основе - впервые выделенные и синтезированные региональные фитостратиграфические горизонты, охарактеризованные растительными комплексами и скоррелированные с подразделениями стандартных стратиграфических шкал США, Западной и Центральной Европы, Донбасса и Урала.

Аргументирована граница между каменноугольной и пермской системами в континентальных и континентально-морских флороносных отложениях. Она устанавливается на уровне, охарактеризованном широким развитием "высоких" каллиптерисов из групп naumannii-lodevensis-jutieri. в сочетании с пермского облика хвойными и пекоптерисами, и фузулинидами лоны Occidentoschwagerina alpina ассельского яруса.

2. Впервые обосновывается представление о том, что в Тянь-Шане в широких масштабах распространены глубоководные отложения удаленных комплексов пред-континентальной и части океанической ступеней. В соответствии с этим выдвигается положение о существовании

I территории Тянь-Шаня в интервале С^-С^Ь-Р^ двух »зновидностей остаточных морских бассейнов -сраинно-морских, в основном, мелководных, и центральных, гщественно глубоководных, с меняющейся морфологией ванн границами.

3. Впервые предлагается классификация отрицательных 1епрессионных) коллизионных структур, характер которых жтролируется геодинамическими обстановками их ормирования и особенностями подстилающей земной коры в алеозонах. Они подразделяются, по положению к фронту арьирования, на фронтальные (флише-олистостромовые рогибы - Туркестано-Алайский, Фергано-Кокшаальский, 1айдантагский, Гиссаро-Зеравшанский) и тыловые. Среди эследних выделяются задуговые (терригенные, терригенно-цэбонатные, терригенно-вулканогенные молассовые прогибы, падины и вулкано-терригенные мульды Северного и )го-3ападного Тянь-Шаня в интервале С^-Сд), дуговые »улкано-терригенные впадины и прогибы островных дуг и улкано-плутонических поясов - Кураминская верхне-алеозойская впадина, Молдотауский и Южно-Гиссарский рогибы, пермские вулканические мульды Северного и )го-Западного Тянь-Шаня) и на предколлизионной стадии Серпухов-башкирский века) - междуговые прогибы. 1оследние на стадии коллизии трансформируются в реддуговые молассовые терригенно-карбонатные прогибы начительной протяженности (Карачатыр-Турдукский с (арынской ветвью, Каракульский). Заложение и развитие труктур обеих ветвей варисцид происходило во встречных управлениях, от древних континентов к Туркестанскому юднятию и полосе соприкосновения передовых прогибов. Для яньшанид характерна южная вергентность, для гиссаро-алаид ■ общая северная. Редукция структур осуществлялась в |братных направлениях соответственно.

4. Предложено деление орогенного этапа на ранне- (С^ёг ¿2^2—и позднеорогенный {С2т2-Р2) периоды, обоснованы ;го границы и определен возрастной объем как для отдельных систем, так и региона в целом.

Раннеорогенный период эквивалентен стадии сближения и

субдукции, в дуговых структурах соответствует времени формирования островодужных формаций, в тыловых прогибах базальной части нижней морской сероцветной тонкокластической молассы, во фронтальных - ранним турбидитным сериям с горизонтами тектоно-гравитационных микститов, совпадает с началом процессов шарьирования в Южном Тянь-Шане. Позднеорогенный период отвечает в целом стадии коллизии, отличается прекращением острово-дужного вулканизма, сменяющегося магматитами лиминарных систем, формированием в пространстве бывших фронтальных структур нижней морской молассы, в связи с продвижением на юг тылового прогиба, широким развитием процессов шарьирования и тектоно-гравитационных микститов в составе турбидитной формации бассейна форланда.

Вступление в орогенный режим развития фиксируется по появлению островодужных формаций в дуговых бассейнах (от С^ до С2Ь2), нижней морской сероцветной тонкокластической молассы в тыловых прогибах (С2Ь2) и турбидитной формации с горизонтами тектоно-гравитационных микститов - во фронтальных (С2Ь). Время завершения орогенеза (конец коллизии) определяется возрастом верхней континентальной грубообломочной красноцветной молассы (Р^аг-к в Южном Тянь-Шане), либо датировками наиболее поздних серий коллизионных вулканитов. Для отдельных зон Тянь-Шаня характерна неодновременность вступления в орогенный режим и выхода из него, что иллюстрируется скольжением возраста нижней молассы (С2Ь2-Р1) и подстилающего ее флиша (С^-Р^.

В Зеравшано-Гиссарском отрезке Гиссаро-Восточно-алайского надвигового пояса формирование флише-олисто-стромовых образований начинается позже, не раньше С2т2.

В целом возрастной объем орогенного этапа для Тянь-Шаня определяется в интервале С^аЛ^ включительно.

5. Под орогеническими формациями (в широком смысле) понимаются кластиты (флиши и молассы) Южного Тянь-Шаня, магматиты островных дуг и вулканических поясов и синхронные

л молассы тыловодужных бассейнов (Северный, Срединный и го-Западный Тянь-Шань), объединяемые в орогенические $рии или хронологические ряды формаций. Установлено, что с вещественный состав, строение и возрастной диапазон апытывают зависимость от типов седиментационных эссейнов, разновидностей земной коры в них, ее возраста, [роения и состава, а также от времени и степени лслоцированности комплексов основания.

Выделены наиболее характерные типы орогенических эрий, в Южном Тянь-Шане, в частности, они распадаются на: I наращивающие эвгеосинклинальные разрезы так азываемых "безгранитных" зон, б) формирующиеся в бластях с островами гранито-гнейсового слоя (мио- и езогеосинклинальные зоны) и в) развивающиеся на коре убокеанического типа к началу Рг^ в пространстве шовных ифтоподобных структур.

6. Верхний возрастной рубеж коллизионного магматизма в аиболее долгоживущих структурах дуговых бассейнов янь-Шаня ограничен, по палеоботаническим данным, азанским-татарским веками поздней перми.

Объем работы. Диссертация состоит из введения, 10 глав основного содержания и заключения общим объемом 528 траниц машинописного текста, включая 35 рисунков и >бъяснений к ним, списка литературы (270 наименований) и 16 рафических приложений.

СОДЕРЖАНИЕ И СТРУКТУРА РАБОТЫ.

ГЛАВА 1. Стратиграфия и корреляция каменноугольных и пермских отложений Тянь-Шаня.

Изложенный в главе материал является, по-существу, эбъяснительной запиской нового варианта региональной стратиграфической схемы континентальных и континентальное/юрских отложений карбона и перми Средней Азии, разработанной автором.

Основное внимание уделяется описанию континентальных и континентально-морских флоросодержащих отложений карбона и перми, по стратиграфическому расчленению которых автором получены новые данные. Описание стратонов чисто морского происхождения приводится в сильно схематизированном виде. В основе схемы лежат детальная корреляция стратонов и смена растительных сообществ по разрезу и латерали, с учетом данных по другим группам фоссилий, а также литологических и палеоклиматических факторов.

Новизна предлагаемого варианта схемы заключается в синтезировании шести региональных фитогоризонтов, охарактеризованных индивидуальными растительными комплексами, контролируемыми в континентально-морских разрезах орто-стратиграфическими группами морских беспозвоночных. Растительные комплексы - это эколого-стратиграфические ассоциации, зарекомендовавшие себя в Тянь-Шане надежным инструментом при региональных корреляциях. Выделение фитогоризонтов обусловлено необходимостью унификации мозаики местных стратонов, в условиях, когда она не могла быть осуществлена на основе ярусов или зон, что особенно характерно и важно для областей активного вулканизма. Некоторым из выделенных в подобных областях горизонтов соответствуют их аналоги в фитохориях иного типа, растительные сообщества которых отличаются в сторону резкого увеличения европейских доминант.

Выделяемые фитогоризонты уверенно опознаются по всему Тянь-Шаню, включая районы Киргизского хребта, Заилийского Алатау, Присонкёлья, хр.Молдотау и т.д. Их эквиваленты намечаются также в Прибалхашско-Илийском вулканическом поясе и других районах Казахстана (В.Я.Кошкин, 1991). В основу их обоснования положена этапо-стратиграфическая концепция, предусматривающая эволюционную смену растительных сообществ в разрезе. Она корректируется нюансами событийного характера, выраженными сменой на определенных уровнях палеогеографических обстановок, стиля осадконакопления и магматизма, проявлений складчатости. В Чаткало-Кураминском регионе фитогоризонты отделены друг от друга поверхностями

согласий и перерывов, во время которых происходило едрение больших объемов гранитоидной магмы. Почти ждый из перерывов отмечен проявлениями фаз складчатости зличной степени интенсивности.

Четкая аргументация в тяньшаньских разрезах вест-зтьских, стефанских и отенских флор, контролируемых в ряде учаев фузулинидеями, делает возможной корреляцию ропейской, среднеазиатской и, вероятно, казахстанской шинентальных схем с морскими стандартными шкалами иА, Карнийских Альп, Добасса и Урала.

Средний карбон. Башкирский ярус. Джегирген-уинский ризонт. Выделен автором по материалам Н.П.Васильковского 952), Л.И.Савицкой и др. (1984), О.Б.Орловой (1990) и др. эедставляет собой самый низкий в Тянь-Шаня

юностратиграфический уровень с башкирскими флорами, бъединяет в своем составе (хр.Каржантау, басс.рек кегирген, Уя) толщу континентально-морского генезиса шне- и, частично, позднебашкирского возраста. Флори-гический комплекс представлен еврамерийскими плауно-1дными, членистостебельными, сфеноптероидными и невро-героидными перьями, кордаитами и эндемичными формами.

Спецификой комплекса, по мнению Т.А.Быковской, зляется наличие Апдапсйит, сочетания Аз1егоса1атЦе8-51егорЬуШез доЙтпЬ отсутствие европейских А1еШор1епз, !ап'ор1епз, Ресор1епБ и др. Последнее сближает его с ашкирской флорой Центрального и Южного Казахстана, эризонт датирован гомоцеросово-гастриоцеросовой фауной, энодонтами, фораминиферами и брахиоподами.

Наземные и прибрежно-морские литофации горизонта атерально замещаются и наращиваются по разрезу породами ¡инбулакского островодужного комплекса (- 3000 м). оследний частично сопоставляется с тастыкудукским эризонтом Казахстана, в котором известны как еврамерийские феноптерисы и кордаиты, так и ангарские руфлории.

Московский ярус. Акчинский горизонт.

Страторегион - бассейн р.Акча (Чаткапьский хр.), делится

I

|

на нижне- и верхнеакчинский лодгоризонты, широко распространен в Чаткальском и Кураминском хребтах. Московский возраст устанавливается по положению в разрезе и единичным находкам в линзах известняков остатков фораминифер, водорослей и кораллов, радиологические датировки колеблются в интервале 281-325 млн. лет.

Стратотипический разрез нижнеакчинского подгоризонта сложен лавами, класто- и туфолавами и литокристалло-кластическими туфами андезитовых порфиритов с прослоями туфов лиларитовых порфиров (до 1600 м). Латеральными звеньями горизонта являются джамандаванская свита одноименного хребта 450 м), борондинская свита хр. Нарынтау с Dicranophyllum kirghizicum (до 700 м), средняя -верхняя подсвиты калмакбулакской свиты хр.Карачатыр, а также песчано-сланцевая пачка в объеме нижнемосковского подъяруса в междуречье Шунк-Шуран с растительными остатками, среди которых выделяются стволы каламитов (до 1200 м).

Стратотипический разрез верхнеакчинского подгоризонта сложен туфогравелитами и туфопесчаниками с прослоями глинистых сланцев (- 100 м), перекрытыми лавами и туфами андезитовых порфиритов, андезит-дацитовых и липаритовых порфиров (до 1400 м). Латеральным звеном в Сев.Тянь-Шане является нижняя подсвита ортокской свиты (~ 800 м) с Lepidodendron veltheimii*', L.kirghizicum, Angaridium potaninii и др., характерными для верхов вестфала и нижнего стефана, в хр.Молдотау - нижние подсвиты донгузской (~ 500 м) и кавакской (- 250 м) свит.

В Южной Фергане с этим стратоуровнем сопоставляются конгломераты и сменяющие их вверх по разрезу песчано-сланцевые породы с прослоями биокластовых известняков актерекской свиты (до 1200 м), в Сев.Фергане -континентальные интервалы разреза бекечапьской свиты с вестфальскими Calamites cf.goepperti, C.undulatus, Sphenophyllum sp. и др.

*) Видовые таксоны приводятся без фамилий авторов для компактности списков.

Верхний карбон. Чаначско-ортокский горизонт.

Выделен автором в составе нижней половины чаначских юев (150-300 м) на южном склоне Массальского хр., сложен агломератами и пачками переслаивания песчаников и ювролитов в разных пропорциях, охарактеризован ефано-отенским растительным комплексом: Calamites cistii, Dhenophyllum sp., Asterotheca arborescens, Pecopteris cyathea, dontopteris sp., Condaites principafis, Walchia sp. Возраст эдтвержден фузулинидами лоны Ps.ferganensis гжельского )уса (по Ф.Р.Бенш).

В Чаткапо-Кураминском регионе к этому интервалу гнесена оясайская свита хр.Каржантау, а также ее возможные (виваленты в бассейнах рек Аксаката, Ревашт с расти-эльными комплексами низкого отена. В Карамазаре в состав зризонта включены вулканогенные свиты, сложенные в сновном кислыми разностями вулканитов-игнимбритами ацитовых, липаритовых и фельзитовых порфиров, суммарной ощностъю от 300 до 1600 м, в Чорух-Дайроне -пмабулакская толща липаритовых и фельзитовых порфиров. В ев.Тянь-Шане одновозрастный уровень представлен верхней одсвитой ортокской свиты (300-700 м), а в хр.Молдотау -ерхними подсвитами донгузской и кавакской свит.

Описываемому горизонту в Южно-ферганско-Нарынской жтохории соответствует стефано-отенский, или гузан-оджагул-чакский горизонт, объединяющий в своем составе онтинентально-морские толщи с растительными сообщест-ами, в спектрах которых доминируют европейские формы. 1аиболее полно этот интервал охарактеризован в хр. Гузан Южная Фергана), где стратотипический разрез горизонта [редставлен ащисуйской свитой (- 1500 м). Стефанский юзраст горизонта здесь установлен по многочисленным руппам морских беспозвоночных и богатейшему комплексу )астительных остатков, которые характеризуют стефан по $ападно-европейской схеме. Среди них укажем лишь \sterophyltites dumasii, Ast.grandis-dumasii, Calamostachys dumasii, Ituberculatus, Asterotheca arborescens, A.cyathea, A.plumosa-Jentata, A.hemitelioides, Pecopteris cyathea, Р-роИшофИа, P.miltonii-

oreinervosa, Sphenophyllum oblongifolium, Cordaites ex gr.palmaeformis, Cordaitanthus sp., Poacordaites linearis.

Видовой состав комплекса идентичен флоре стефана С и D Сент-Этъена и Бланзи Центрального Французского массива (заключение Ж.-ПЛавейна).

В горах Каратау в состав горизонта включена толща конгломератов и перекрывающих их песчаников учбулакского возраста (-700 м), а также вышележащая карасайская свита неправильного чередования песчаников и алевролитов дастарского возраста (до 2000 м). Содержащаяся в верхней толще листовая флора, датированная гжельскими фузулинидами (опр. Ф.Р.Бенш), представлена обильными Taeniopteris multinervis, Pecopteris cyathea, P.unita, P.feminaeformís, P.crenulata, P.hemitelioides, Neuropteris sp., Callipteris conferta., а также хвойными, каламитами из группы gigas, сфеноптеридами - одонтоптеридами, кордаитами, представителями рода Pursongia и др. (опр.Т.А.Быковской).

Стефано-отенский горизонт четко прослеживается в Курганташе, Чорташской структуре, Карачатыре и Кызылкийской полосе верхнего карбона, где ему соответствуют интервалы с Callipteris conferta, Sphenophyllum angustifolium, Sph.oblongifolium, Sph. emarginatum, Annularia stellata, An.sphenophylloides, многочисленными папоротниками из групп unita-cyathea-candolleana, Neuropteris tenuifolia, сфеноптерисами и хвойными. Растительные комплексы датированы фузулинидами, кораллами, водорослями, двустворками учбулакского горизонта верхнего карбона.

Очень важное латеральное звено горизонта прослеживается в Туркестанском хребте, где представлено уртачашминской толщей флишеподобного переслаивания разнообразных песчаников и алевролитов (до 1200 м) с массовыми Walchia (Lebachia) sp., Emestiodendron sp. и единичными Callipteris flabellifera.

Идентичное звено в хр.Джамандавантау, сложенное известняковыми конгломератами учбулакского возраста (-500 м) и перекрывающей их толщей песчаников, алевролитов, пелитоморфных и битуминозных микритов (-700 м) гжельского уровня, охарактеризовано многочисленными листьями субангарских Punsongiasp., отпечатками фруктификаций Hfeldia

stelae и семенами.

На южном склоне Алайского хребта к стефано-отенскому ризонту отнесена чакская свита, в алевролитовых пачках торой определены многочисленные пекоптерисы из групп intabrica-arborescens-unita-cyathea, а также Sphenophyllum igustifolium, Annularia sp., Sphenopteris (Oligocarpia) brongniarti и шамиты из группы cistii. Растительный комплекс датирован >держащимися в прослоях органогенно-детритусовых >дорослево-фораминиферовых биокластитов учбулакско-астарскими фузулинидами. Латеральные аналоги горизонта в ассейне р.Каракавак (460 м) датированы Stigmaria spM alamites gigas, Lepidodendron sp., Sigillaria sp., Cardiocarpus sp., amaropsis sp.

Нижняя пермь. Ассельский-сакмарский ярусы. ]урабсайско-коксайский горизонт. Выделен автором в аткало-Кураминском регионе с гипостратотипом в басс. .Карабау. Возрастной объем отвечает ассельскому-акмарскому ярусам нижней перми не в полном объеме, ¡тратотип горизонта - шурабсайская свита хр.хр. Каржантау и аткальского. В Кассан-Урюктинском грабене ему соот-етствуют каттабурабельская, каенсуйская и манакамская ;виты, на Ангренском плато - шурабсайская свита окрест-юстей оз.Кугала, в полосе гор Саттартау - та же свита междуречья Гавы и Коксарека, в Северном Тянь-Шане и $аилийском Алатау - ащукольторская осадочно-вулканогенная ;вита. Эта же толща представляет горизонт в Сонкульском, -1арынском районах и в хр.Молдотау, где именуется свитой селемчи, белетукской или коксайской. В Чаткало-Кураминских орах разрез горизонта сложен, как правило, осадочной пачкой основания (80-1000 м) и перекрывающей ее толщей сонтракстных вулканитов, от базальтов до липаритов, с треобладанием средних разностей (1500-2000 м). В составе эбширного растительного комплекса различаются многочисленные Walchia (Lebachia) piniformis, Emestiodendron sp., Walchiostrobus sp., Samaropsis wongii, Callipteris conferta, Baiera digitata, Schizaeites foliaceus, Asterophyliites dumasii, невроптерисы, сфеноптерисы и многие другие формы,

датирующие вмещающие отложения отеном. Растительные комплексы контролируются фузулинидами P^-s - возраста.

В Кураминском хребте (бассейн р.Кандырсай) аналоги горизонта представлены андезит-дацитовой толщей (1120 м) с многочисленными хвойными в комплексе с Neuropteris (Imparipteris) sp., листьями типа Dicranophyllum-Trichopitys и др. формами, определяющими отен по западно-европейской схеме. С описываемым уровнем параллелизуются эквиваленты шурабсайской свиты басс.р.Ничбаш, района Баритовой горки (-800 м) и Кызылтау (-350 м), алмалысайская толща (800-1100 м) Адрасманской мульды, фельзитовые и сферолитовые порфиры Ташкескена и Чокадамбулака (600 м). Осадочные пачки основания этих толщ содержат Trichopitys sp. в комплексе с Neuropteris heterophyfla, N.tenuifolia, Ullmannia sp., Cordaites angustiformis, C.insignis, а также аннулярии, астерофиллитесы, хвойные отенского облика. Суммарная мощность горизонта в басс.р. Карамазар составляет в сводном разрезе около 2500 м.

Нижняя граница горизонта, примерно соответствующая в континентально-морских литофациях подошве лоны Occidento-schwagerina alpina, является в значительной степени событийной, поскольку отражает тектонический и вулканологический рубежи в истории развития региона.

Аналоги горизонта в Северном Тянь-Шане и хр.Молдотау сложены чаще всего полными, последовательно дифференцированными сериями вулканитов, мощностью от 600 м до 1800 м (басс.р.Караункурт), охарактеризованными палино-комплексами пермского возраста, фрагментами Angaridium cf.palmatilobus, Phyllotheca sp., Cordaites sp., а также листовой флорой типа рассеченных Callipteris и многочисленными Paracalamites sp. пермского возраста.

Латеральным звеном горизонта в Алайском хребте является ходжакелянская свита андезитоидов и риолито- дацитов (800 м), в Южном Гиссаре - лючобская свита (до 2400 м), Юго-Западном Гиссаре - кайракская (-700 м) и гуматагская (-300 м) толщи. Из этих стратонов охарактеризована лишь лючобская свита, для осадочной пачки которой характерны

lyilotheca diliquencens, Cordaites sp., Calamites gigas пределения Т.А.Сикстель и Н.Г.Вербицкой). Шурабсайско-ксайский горизонт может быть, видимо, скоррелирован с стъю кызылкиинского горизонта Прибалхашско-Илийского >яса Казахстана.

В структурно-формационных зонах, которым свойственен юй тип разреза PZ3, описываемым отложениям эквивалентен енский нарынтауский горизонт. Он охарактеризован иными 1ектрами таксонов и соотношениями групп в растительных хюциациях. В Нарынском сегменте горизонт датирован узулинидами нижней и средней лон ассельского яруса, грмскими двустворками и гастроподами. В его состав вклю-->ны верхние 75 м разреза коджагульской свиты, арпинская и айбичетауская свиты хр.Джамантау и одновозрастные им арынтауская, чарская и акмузская свиты хр.Нарынтау. В эстав нарынтауской флоры входят разнообразные папорот-/)ки, принадлежащие группам cyathea-arborescens-micromiltonii-smitelioides, каллиптерисы из групп lodevensis-naumannii, а иоке множество других форм, из которых доминируют Walchia /pnoides, Gomphostrobus bifidus и иные хвойные. Комплекс арактерен для красного лежня Средней Европы и отена ентрального Французского массива. Его возраст в э.Нарнытау подтвержден массовыми Boultonia wülsi, seudoschwagerina sp. и др. (определения Ф.Р.Бенш).

Суммарная мощность нарынтауского горизонта в арынском сегменте достигает 2000 м. В Сев.Фергане ему оответствует мамайская свита рифоидных известняков (-800 i) и улукская флишоидная терригенная толща (- 1000 м) с /alchia hypnoides, Wafchiostrobus sp., Cardiocarpus sp., массой емян хвойных, фрагментами каламитов с узкими ребрами, ¡озраст этих растений обоснован фузулинидами верхней лоны акмарского яруса. В Южной Фергане в состав горизонта ключены верхи (-730 м) карасайской свиты с Callipteris onferta, Calamites gigas, Walchia sp. и фузулинидами еркидонского горизонта (хр.Каратау), бурганинская свита р.Гузан, джиптыкские слои и их аналоги в Алайском и чичикалайском >фебтах, а также токташская свита Северного и Неточного Алая.

Нижняя-верхняя пермь. Артинсжий-кунгурский ярусы -низы уфимского яруса. Равашский горизонт.

Стратотип горизонта - равашская свита Чаткальского хребта, гипостратотипический разрез находится в Карамазаре, в ур.Сарытайпан. Охарактеризован так называемым сарытайпанским растительным комплексом, получившим (по нашим сборам) в литературе большую известность. Он состоит из филлотек, Ригвопд1а ер., ЯиАопа йеггаипи, Игейа, Согйайев зюдЫапэ, Сгазэпепла ер., ЫерЬгораэ ЛтотЬоЮеа, хвойных, замиоптерисов из группы пеиЬифапа и других форм, датирует вмещающие отложения кунгурским-раннеуфимским возрастом. Обнаруживает значительную близость с бардинской флорой Печерского Приуралья и, благодаря присутствию субангарских Иийопа и др., может быть сопоставлен с растительным комплексом кызылкиинского горизонта Казахстана {В.Я.Кошкин, 1991). Вследствие узкого вертикального распространения имеет исключительно важное значение для стратиграфии пермских вулканогенных толщ Тянь-Шаня.

Для части горизонта автор условно принимает артинский возраст. Равашский горизонт почти во всех пунктах своего распространения сложен вулканитами кислого состава: сферо-литовыми лавами и игнимбритами трахилипаритов (более 500 м), его латеральные звенья устанавливаются в Ташкескене и Башкуруке, Тарыэкане и Замбараке, в междуречье Гавы и Коксарека, а также в бассейне р.Кассан (андезитовые порфи-риты и липарито-дацитовые порфиры чукурсайской свиты, -300 м).

В Сев-Восточной Фергане в состав горизонта включены грубообломочные отложения келематинской (до 1500 м) и песчано-сланцевые образования карасуйской (-500 м) свит, последняя охарактеризована флорой, близкой по составу к сарытайпанской: НиАопа эр., иНтапта Ьгоппй, ВагсЮсагриэ эиретв, Согйайеэ 1аШоИиэ, хвойные и семена (опр.Быковской).

В Южной Фергане горизонту соответствуют грубообломочные красноцветные образования одновозрастных тулейканской (1500-2000 м) и гальчабашинской (- 400 м) свит, а Туркестанском хребте - такие же образования мешинской (до

ЮО м), кумбельской (-600м) и мадмской (-500 м) свит, в Ожном Алае - бегичинская свита (-400 м) и перефывающая эе песчано-алевролитовая толща (-200 м). Они содержат этенские кордаиты, каллиптерисы, сфенофиллы, АппЫапа эпе^аКв Ка\лл, разнообразные папоротники, а также такие }>ормы как Ту!ос1епс1гоп эр. Саксонский возраст растений не зызывает сомнений, но уровень саксония остается неясным.

Верхняя пермь. Верхи уфимского - казанский ярусы. <ызылнуринско-кендыктасский горизонт.

Стратотип горизонта - кызыл нуринская свита юго-западной оконечности Чаткальского хребта (басс.р. Башкызылсай): лавы и игним бриты липаритовых порфиров, 1>ельзиты, обсидианы (600-1000 м). Отложения горизонта широко развиты в Кураминском хребте, на Анфенском плато. эасштельный комплекс представлен стволами и черешками ГЬатпор1епв ер., га^вэкуа эр., известных из казанского яруса русской платформы. Автор допускает, на основании трисутствия некоторых форм растений, принадлежность части "оризонта к верхам уфимского яруса; абсолютный возраст - в интервале 240-285 млн.лет. Коррелируется по составу и толожению в разрезе с ачинской свитой атакситовых |)ельзитов (до 30 м) Нарынской зоны, а также с толщей тесчаников и расслаивающих их конгломератов, перекрытых тачкой липаритовых порфиров (-450 м), кендыктасского района Неверного Тянь-Шаня, датированных растительными и палино-сомплексами позднеуфимским - раннетатарским возрастом.

ГЛАВА 2. Проблемы границ между системами во флороносных отложениях.

Граница "карбон-пермь" в континентальных литофациях иожет быть установлена только по макрофлоре или талинокомплексам.

Не останавливаясь на проблемах фаницы стефана и отена з Европе, равно как и на соотношениях отена и нижнего эотлигенда и объеме самого отена, что, впрочем, имеет самое

прямое отношение к обсуждаемому вопросу, перейдем непосредственно к среднеазиатскому материалу. Он свидетельствует о том, что, во-первых, граница между каменноугольной и пермской системами в большинстве районов не выражена, поскольку отсутствуют пограничные флороносные отложения в интервале стефан-отен, или же выражены в эффузивной фации. Во-вторых, пограничные интервалы представлены лишь в районах, где развиты континентально-морские разрезы, но и здесь граница может быть намечена только условно, поскольку аналоги стефана и отена, датированные соответствующими зональными формами фузулинид, встречены здесь порознь, не в едином разрезе. В-третьих, первое появление видов Callipteris conferta и С. flabellifera в тяньшаньских разрезах фиксируется в отложениях гжельского яруса, на уровне лоны Pseudofusuiina ferganensis. Это отчетливо иллюстрируется в разрезах Южной Ферганы (горы Каратау, Гальчабаши, хр.Курганташ), где известны многочисленные C.conferta, и северного склона Туркестанского хребта (междуречье Ляйляк-Каравшин), где впервые нами найдены C.flabellifera. Этот интервал эквивалентен верхам гжельского яруса в Донбассе и верхам вирджилия в США. В-четвертых, стратиграфически более высокий уровень, но не выше лоны Schwagerina moelleri - Pseudofusuiina fecunda, в пределах которого в хр.Нарынтау нами установлены многочисленные, прекрасной сохранности каллиптерисы из групп naumannii-lodevensis-jutieri в сочетании с хвойными, кордаитами, членистостебельными и папоротниками отенского облика, охарактеризован фузулинидеями лоны Occidento-schwagerina alpina (опр.Ф.Р.Бенш) ассельского яруса, в комплексах которых присутствуют формы, характерные для стратиграфически более высокой лоны этого же яруса. Этот уровень принимается автором за границу между каменноугольной и пермской системами.

ГЛАВА 3. Фациальный облик каменноугольно-пермс-ких образований и некоторые черты палеогеографии Тянь-Шаня в позднем палеозое.

В основу фациапьной интерпретации верхнепалеозойских |щ и реконструкции ископаемых ландшафтов положена щепция стадийного динамического фациального и рмационного анализов осадочных образований, $работанная В.И.Поповым (1963, 1966, 1968, 1985) и пред-1вителями его школы. Принимались во внимание идеи и гдставления Ю.М.Пущаровского (1953), П.П.Тимофеева, 1.Холодова и И.В.Хворовой (1983), П.П.Тимофеева (1986), '.Фролова (1984), Р.А.Щербакова, А.А.Чистякова ( 1986) и

В PZ3 Тянь-Шаня уверенно выделяются отложения $емно-равнинного и подводно-равнинного прибрежного циальных комплексов, а в пределах последнего -^водно-дельтовой, мелкозаливной, волно-прибойной и {югенной фациальных свит. Кроме того, как установлено ором, в Тянь-Шане в широких масштабах распространены южения удаленных комплексов. Имеются в виду эазования мутьевых потоков, среди которых отчетливо шичаются грязекаменные и зерновые, связанные с жсимальными и более удаленными частями глубоководных «усов выноса. Во многих районах (басс. p.p. Кугарт, Капка, эаалма, Урумбаш и др.) автором наблюдались дистальные »кофадационнослойчатые турбидиты, характерные для эиферических частей глубоководных вееров выноса. Они знтифицированы с дистальным флишем. На определенных шах позднепалеозойской истории эти образования, наряду с лгрально-отстойным, глубинно-дельтовым и, возможно, шенно-турбидитным комплексами (шаланская лептогеосин-шапьная серия, джуректашский конденсированный разрез) шмали значительный объем осадков в океанических ;сейнах (заливах?) Тянь-Шаня. Фоновые планктоногенные щки, по В.Т.Фролову, 1984, в составе турбидитной рмации Южного Тянь-Шаня автором не наблюдались, что ьяснимо разрушением дистальных частей конусов выноса юдствие деформационного стресса самого бассейна и жжения покровных пластин. Придавая решающую роль при рмировании турбидитной формации тектоническому ктору, автор, однако, придерживается его мобильного зианта, когда областями питания обломочным материалом

при наполнении флишевых трогов служили не однажды возникавшие статические поднятия, надводные или субаквальные, а постоянно двигавшиеся пакеты моно-вергентных чешуи в форме аккреционных призм. Считая турбидитную формацию и ее частный случай - флиш -глубоководными образованиями, автор, тем не менее, исключает однозначную трактовку их батиметрии, полагая, что подобные формации могут быть и относительно мелководными (дарахпСсурхский и обизардский флиши Зеравшано-Гиссара, некоторые турбидитные серии Восточного Алая, саукторская толща Сарыджаза).

Материалы главы позволяют сформулировать положение о том, что для позднего палеозоя было характерно существование в Тянь-Шане двух типов остаточных бассейнов -окраинно-морских мелководных, в которых доминировала шлировая формация, сопровождавшаяся прибрежной слоистой карбонатной и рифогенной формациями, и центральных глубоководных, для которых наиболее характерным было формирование терригенной и, реже, терригенно-вулкано-генной турбидитных формаций с горизонтами тектоно-гравитационных микститов.

Для Туркестано-Алайской и Южно-Гиссарской ветвей глубоководного бассейна автор допускает в интервале С2т-С3 глубину до 3000 м и более.

В рамках рассматриваемого времени морские бассейны широко представлены в интервале С2т-С3, в конце позднего карбона начался распад глубоководного бассейна на отдельные мелководные ванны и растущие поднятия. В ассельском веке формирование турбидитов продолжалась лишь в пределах подножия континентального обрыва Тарима - в Яссинской и Саукторской зонах. В конце сакмарского века (улукское время) морские обстановки смещаются в область Южного Палеотетиса, где удерживаются в течение Р2 и части ЬЛг.

В главе реконструируются ископаемые фациальные ландшафты для С2т, и С3, Р^а, и Р^-Рг, показано распределение моря и суши и конфигурация бассейнов (в современной структуре, но с палинспастическими реконструкциями для отдельных районов).

ГЛАВА 4. Земная кора Тянь-Шаня к началу позднего палеозоя.

Поздний палеозой в геологической истории Тянь-Шаня мстуется как эпоха сближения и коллизии крупных континен-1ьных масс и островных дуг с Алай-Кокшаальским микро-чтинентом*) (далее АК).

К северной континентальной массе отнесен Казахстано-сунгарский палеоконтинент**' (далее КДК), к южным -»гано-Таджикский (далее АТ) и Таримский палеоконти-нты.

В соприкосновение, таким образом, приходят блоки с зличными типами и возрастом земной коры, что прямо оажено в облике седиментационных бассейнов Ргд, харак-ое отрицательных (депрессионных) структур и выполняющих формаций.

КДК, в рамках каледонид Сев. Тянь-Шаня и варисцид »единного, выделяется как область с гетерохронной нтинентальной корой. В северо-тяньшаньской его части нтинентальная кора в целом окончательно сформировалась к Р, но для нее характерны значительные по размерам участки дорифейским гранито-гнейсовым слоем (МД.Гесь, 1983; /1.Макарычев, 1974, 1978; и др.). Для срединно-ньшаньского сектора характерна в целом дорифейская нтинентальная кора, в пределах которой выделяются острова ледонской и варисцийской складчатости (В.И.Кнауф, 1973; ^.Додонова, 1974; и др.).

Чаткало-Кураминский регион интерпретируется автором к блок с дорифейским гранито-гнейсовым цоколем, на >торый наложен Кураминский сектор Кызыл кумо-граминского лиминарного вулканического пояса.

3 Алай-Кокшаальский микроконтинент автор объединяет выделенные Г.С.Бискэ (1989) среднепалеозойские карбонат-чые платформы:Ош-Уратюбинскую,Нуратау-Алайскую, Турке-:танскую, Зеравшано-Алайскую, и отмели - карбонатные массивы хр.хр.Борколдой-Учкёль, Сарыбелес, пика Данкова. Киргизский континент, по В.С.Буртману (1976).

Южный Тянь-Шань в последние моменты своей доскладчатой истории, т.е. к началу С^, представлял коллаж зон с корами различного типа - от субокеанической в Карача-тырском секторе Южно-Ферганской зоны и Шатрут-Варзобской подзоне Южного Гиссара и коры переходного или, даже, субокеанического типа в мезогеосинклиналях (Яссинская и Майдантагская палеоокеанические зоны Фергано-Кокшаальских варисцид) до континентальной коры в миогео-синклинальных зонах - Туркестано-Алайской, Зеравшано-Калмакасуйской. Автор относит, исходя из представлений В.Е.Хаина (1981), зоны с разрезами миогеосинклинального типа к областям с континентальной корой, а мезогеосин-клинального типа - к областям с корой субокеанического или переходного типа.

Для северной периферии АТ (Байсунская зона) была характерна, прежде чем она подверглась позднепапеозойской переработке в результате орогенеза, древняя консолидированная кора позднепротерозойского возраста с островами ордовик-силурийской складчатости и магматизма (А.В.Покровский, 1974; А.А.Белов, В.С.Буртман,1981).

Таримский докембрийский массив, сыгравший ведущую роль в становлении тяньшаньского орогена, представлял собой западный, полуизолированный в О-,, блок Китайско-Корейской платформы (Е-ЕМилановский, 1987; В.Вб11Нп, 1960), в северном борту которого обнажаются архей-протерозойские толщи основания.

Таким образом, к началу С2Ь., Тянь-Шань представлял ансамбль древних континентальных блоков, разделенных водными пространствами типа микро- или мезоокеанов (Ю.М.Пущаровский, 1987) с островами ранне-средне-палеозойских карбонатных платформ и отмелей (Г.С.Бискэ, 1991), совокупность которых составляла, по мнению автора, Алай-Кокшаальский микроконтинент. Для него была характерна молодая континентальная кора, окончательная консолидация которой датируется концом Рп1.

На удалении от карбонатных отмелей, в зонах некомпенсированных опусканий, прослеживались участки с корами океанического (субокеанического) и переходного типов.

следняя была свойственна подножиям континентальных юнов карбонатных платформ и бортам глубоководных здин у крупных микроконтинентов.

ПАВА 5. Геодинамические обстановки формирования бассейнов осадконакопления*) и закономерности локализации продуктов орогенного магматизма.

В интервале времени С1з-С2т1 в Тянь-Шане сначала сок-даются, а затем и схлопываются палеоокеанические и фтовые системы. Северный фланг тяньшанид отмечен 1лизией пассивной континентальной окраины АК с энсиали-жой уя-минбулакской магматической дугой активной чтинентальной окраины (андского типа) КДК, что приводит к >лкновению "континент-континент".

На южном фланге гиссаро-апаид устанавливается коллизия зсивной континентальной окраины АТ с энсиматической [мольской толеитовой дугой и столкновение последней с АК, ) приводит к столкновению "континент - дуга - континент".

Адекватно возникающим геодинамическим обстановкам армируются определенные типы бассейнов осадко-копления, среди которых автором выделены: а) дуговые, задуговые (тыловодужные), в) бассейны сутурных зон, бассейны форланда.

Первые включают в свой состав магматические дуги и минарные вулканические пояса перекрывающих плит. С нца раннего карбона они занимают территорию современных ткало-Кураминских гор, с конца С2Ь - Южно-Гиссарской ны, с Р^ - каледонид Северного Тянь-Шаня и варисцид Молдотау.

Кураминский дуговой бассейн на стадии субдукции аннеорогенной) (С^-С^) представлял собой энсиалическую

Понимаются автором как совокупности пространств с характерным типом седиментогенеза, магматизма и тектоники (термин Карига и Шермана - прим. A.M.).

островную дугу, напоминающую в некоторых чертах Зондскую островную сушу, а в промежутке с С^т, по конец Р2 - Кызыл-кумо-Кураминский фрагмент Евразиатского окраинно-конти-нентального вулканического пояса (А.А.Моссаковский, 1975). В Рг3 он являлся областью накопления мощной вулканогенной молассы (8-12 км) и огромной массы продуктов субдук-ционно-коллизионного магматизма в интрузивной форме, локализовался на дорифейской коре южной периферии КДК.

Южно-Гиссарский дуговой бассейн на ранних этапах своего развития (С^-т,) был выражен в форме толеитовой дуги, а с С3д-Р1 трансформировался в северный фланг отграничивавшего северную периферию Афгано-Таджикской глыбы Каракумо-Гиссарского лиминарного вулканического пояса. Являлся ареной накопления вулканогенно-осадочной молассы большой мощности (-5000 м) и продуктов орогенного магматизма в интрузивной форме, представленных гранитоидами Северо- и Южно-Варзобского комплексов, локализовался на стыке континентальных блоков с гетерохронной континентальной корой.

К задуговым отнесены Северо-Тяньшаньский, в рамках капедонид Северного Тянь-Шаня, и Байсунский бассейны. В качестве таковых они просуществовали с рубежа С^-С^ по конец Сэ формировались в тылу магматического фронта на древних континентах. Начиная с Р.,а входят в состав лиминарных поясов - Кызыл кумо-Кураминского и Каракумо- Гиссарского соответственно.

К бассейнам сутурной зоны отнесены Южно-Ферганский-Майлисуйский-Нарынский и, возможно, Северо-Гиссарский. Они приурочены в целом к палеоокеаническим сутурам, иногда отдаляются от них (Нарынский сектор, в современной структуре) и формируются в пространстве между магматической* и фронтальной** дугами. Подстилаются полосами "безгранитной"

*) Вулканическая дуга в совокупности с сингенетичными интрузиями под вулканами.

**) Внешняя амагматическая дуга в виде гирлянды островных поднятий (островной бордерленд).

>ы (Южно-Ферганская, Майлисуйская, Атбаши-нтенгрийская и Гиссаро-Восточноалайская эвгеосинклиналь-в зоны), внутри которых фиксируются локальные участки с )ой мафического типа (Карачатырский сегмент). кно-Ферганский бассейн бьш офаничен с севера зоной )дукции, однако на некоторых участках переходит через нее, сладываясь на внешний (приподнятый) край магматической ~и надвигавшегося КДК, с юга накладывался на надвиговый ас (внешняя амагматическая дуга форланда) вдвигающегося АК. Некоторые участки бассейна можно герпретировать как фрагменты глубоководного желоба, эактеризовался накоплением пестрых по формационному ггаву осадков - от речных и надводно-дельтовых до морских ишеподобных толщ, общей мощностью до 10-12 км. огенный магматизм не проявлен. Характерным нюансом 1яется широкое развитие на южном фланге тектонитов 1ербазит-базитового состава (офиолитовые комплексы кно-Ферганско-Майлисуйской, Атбаши-Иныльчекской и тьджуктау-Зирабулакской палеозой).

Бассейны подобного типа автор предлагает называть паточными, поскольку субдукция в них может прекращаться 1е до начала столкновения "лоб в лоб".

К бассейну форланда отнесены Туркестано-Алайская, ¡ргано-Кокшаальская и Зеравшано-Восточноалайская ветви эисцид. Они состоят из островных амагматических дуг -)уктурных поднятий, сформированных наиболее ранними агоническими чешуями, надвиговых поясов, сложенных новергентными пакетами покровов, и собственно передовых огибов. В них доминирует флише-олистостромовая форма-я, являются областями, где наиболее ярко проявлены про-ссы шарьирования и позднего (С3-Р1, Рл и Р2) коллизионного гматизма исключительно в плутонической форме и кислого става.

Характерной чертой является почти полное отсутствие пканической деятельности, локализуются на поддвигающихся итах, подстилаются корами континентального и переходного, зможно, субокеанического (Яссинская, Майдантагская ¡зогеосинклинальные зоны) типов.

ГЛАВА 6. Отрицательные (депрессионные) структуры орогенного этапа: классификация, возрастные датировки, черты эволюции, причины образования.

В позднем палеозое возникает особый класс структур, которые названы автором коллизионными. Это формирующиеся на корах различного типа в пределах определенных седиментационных бассейнов прогибы и впадины, характеризующиеся специфическим формационным выполнением. Они делятся, по положению к фронту шарьирования, на две большие фуппы: первая - это фронтальные флише-олистостромовые прогибы, вторая - тыловые. Фронтальные структуры формируются в пределах надвиговых поясов и перед их фронтом, прогибы второй группы - в тылу надвигового пояса , почти одновременно с первыми.

Среди тыловых структур выделяются междуговые (молассовые терригенно-карбонатные прогибы), дуговые (вулкано-терригенные впадины и прогибы островных дуг и вулкано-плутонических поясов) и задуговые (терригенные, терригенно-карбонатные, терригенно-вулканогенные молассовые прогибы, впадины и вулкано-терригенные мульды).

Под фронтальными автор понимает прогибы надвиговых поясов и собственно передовые прогибы. В таньшанидах к фронтальному прогибу отнесены Туркестано-Алайская, Фергано-Кокшальская и Майдантагская ванны, отделявшиеся от тылового прогиба аккреционным бордерлендом. В гиссаро-алаидах фронтальным прогибом является Гиссаро-Зеравшанский, его фрагменты четко прослеживаются в Гиссарском, Зеравшанском хребтах и Восточном Алае.

Фронтальный прогиб тяньшанид выполнен батиальной турбидитной формацией (коккиинская, конуртюбинская, тол у байская, куруксайская, шиббейская и многие другие свиты). На субаквальных Кордильерах, разделявших в разное время наиболее погруженные участки прогиба, формировались карбонатная, карбонатно-рифогенная и шпировая формации

яранская, кииксуйская и другие толщи), урбидитная формация ^т^-Сз - возраста прекрасно ажена в Алдыяре (до 3000 м), в форме дистального флиша 5 Кугарте (до 2000 м), 8 составе кипчакской серии щантага (до 1500-2000 м), в Курганак-Сурметашской части гиба (-600-1200 м), на Южном (-1200 м) и Восточном Ю-900 м) Алае, в Яссинской (1000-3000 м) и Саукторской 1500 м) зонах.

1ля фронтального прогиба гиссаро-алаид характерно эпление относительно мелководных турбидитов (дарахти-хский и обизардский флиши С2т2-С3 возраста). В точном Алае турбидиты (акбогусская С2т, деменейская ¡+ис и др.) перемежаются по латерали с мелководными ригенными и терригенно-обломочными пачками, что .ясняется общим обмелением фронтального бассейна к С3, дифференциацией в связи со становлением субаквальных

1нятий.

"ыловые междуговые прогибы представлены наиболее ярко иь в тяньшанидах, выделение подобного типа структур в саро-алаидах (Каракульский прогиб, по Г.С.Бискэ, 1989) »есспорно.

Сарачатыр-Турдукский тыловой междуговый молассовый >гиб с Джамантау-Нарынтауским сегментом локализован тично на покровах надвигового пояса, накрывает зону юшения, вызванную столкновением континентальных блоков, ладывается на южный край магматической дуги. Иначе оря, его северный фланг на значительной протяженности кит на структурах Срединного Тянь-Шаня, а южный - на шсцидах Южного Тянь-Шаня.

Прогиб асимметричен из-за своего положения между ^поднятым краем магматической дуги и относительно /щенной частью надвигового пояса. Погружение последнего жно связывать с формированием сейсмофокальной зоны зной вергентносту! (Л.В.Кузнецов и др., 1990), а также с пьдозингом и скучиванием надвиговых масс в пределах сной периферии прогиба, что вызывает погружение нования его южного фланга. Похожие модели развития аевых прогибов описаны на примере и других складчатых

систем (Р.НеИега1 а1., 1988).

Специфической чертой прогиба является отсутствие в разрезах на всем его более чем 1000 км протяжении настоящих турбидитов, за которые ошибочно принимаются отложения турдукской и, что особенно часто, бекечальской свит. При этом превалирующая роль в интервале С^Р^ принадлежит нижней морской сероцветной молассе (шлировая формация), часто с чертами флишоидности и, иногда, с горизонтами клиппенов фавигенного происхождения (Зап.Карачатыр). Прогиб в целом был мелководным, но это была активно прогибавшаяся в течение Рг3 структура: неполная сохранившаяся мощность накопившихся в Карачатырском секторе моласс достигает 8 сводном разрезе 10-12 км, глубина прогибания Джамантау-Нарынтауского сектора приближается к 5 км. Прогиб в целом следует рассматривать как динамически эволюционировавшую и долгожившую структуру с постоянно изменявшимися границами, его закрытие датируется концом кунгурского века Р1.

Дуговые структуры представлены прогибами и впадинами островных дуг и вулкано-плутонических поясов. К ним отенесены Кураминская верхнепалеозойская впадина, Молдотауский и Южно-Гиссарский прогибы, пермские вулканические мульды Северного и Юго-Западного Тянь-Шаня. Они выполнены продуктами островодужного вулканизма, иногда в сочетании с тефротурбидитами, и вулкано-терригенными и терригенными молассами эпохи коллизии. Для них характерны большие массы гранитоидов, германотипная дислоцированность пород и наиболее длительная история развития. Дуговые прогибы и впадины, распадаясь на частные вулкано-тектонические структуры, формируются над сейсмофокальными зонами. Они либо целиком накладываются на периферические части континентов (Кураминская впадина, Молдотауский прогиб, мульды Северного и Юго-Западного Тянь-Шаня), либо занимают промежуточную позицию на стыке континентальных блоков, развиваясь в качестве шовных рифтоподобных структур (Южно-Гиссарский прогиб).

К категории задуговых отнесены молассовые прогибы и □.ины, развивавшиеся в тыловодужных бассейнах в эрвапе времени С^-Сз включительно. Их отличие от дуговых /ктур на дораннепермском этапе состоит в доминирующей и выполняющих их терригенно-карбонатных флишоидно-[ассоидных комплексов и весьма скромных проявлениях канической деятельности. Это серии внутренних и иферических эпикаледонских прогибов и впадин Северного ь-Шаня и Байсунская терригенно-карбонатная впадина э-Западного Тянь-Шаня, которая ощущается в качестве уговой коллизионной структуры, начиная с С2Ь2-т.,.

В главе прослежены фаницы прогибов для нескольких менных срезов, обоснованы возрастные датировки конкрет-: структур, время их заложения и закрытия, дана общая подо вательностъ их формирования, рассмотрены возможные 1чины возникновения и предложена схема эволюции.

ГЛАВА 7. Возрастные границы и формации орогенного этапа.

Причиной возникновения варисцийского орогенического 1са Тянь-Шаня автор считает деструктивные процессы на ной периферии Евротаримского континента, дрейф в верном направлении (в современных координатах) АТ и )имского блоков, их конвергенцию и столкновение с $ерной континентальной массой КДК, приведшие к формациям как пограничных участков плит, так и самих плит. 1ь-шань в целом - это конвергентный субдукционно-шизионный ороген, проявленный в пределах активной ггинентальной окраины в дейтероорогенной форме.

Орогенез в широком смысле понимается автором как зокупностъ процессов тектогенеза, создающих тектони-;кую структуру, и морфогенеза, или орогенеза в узком ысле, сопровождающегося складчатостью и горообразо-нием. При формировании горного рельефа превалирующая ль отдается складчатости, как следствию латерального эобления коры (М.А.Камалетдинов и др., 1981, 1989). Наступление орогенного оежима развития совпадает с

началом эпохи шарьирования (С^) во фронтальном бассейне и складкообразования в тыловых структурах, эти процессы были близкосинхронными, осложненными в поздние этапы ретро-шарьированием северной вергентности в тяньшанидах. Кульминация процессов шарьирования приходится на С2т, а окончание - на конец С3 - начало Р,а (В.С.Буртман, 1976; Г.С.Бискэ и др., 1981). Стадия выраженного морфогенеза в Южном Тянь-Шане датируется артинским-кунгурским веками Р.,, когда формируется неоавтохтон верхней грубообломочной красноцветной континентальной молассы. Ее появление, кроме того, фиксирует завершение процессов коллизии и перестройки всего предшествующего структурного плана территории. Верхняя моласса, независимо накладываясь на различные структурно-формационные зоны, образует свою систему наложенных впадин поздней генерации, очень похожих на орогенные впадины Средней Европы (А.А.Моссаковский, 1975). Вступление в орогенный режим фиксируется в Южном Тянь-Шане по появлению нижней морской молассы, вкупе с подстилающим ее флишем во фронтальных прогибах. Они составляют орогеническую пару, омоложение возраста которой в северной ветви варисцид происходит в направлении с севера на юг, что дает основание делать вывод о миграции орогенеза в этом же направлении. Появление в разрезе нижней морской молассы регистрирует начало коллизии и складчатости.

В состав орогенического комплекса фронтальных прогибов Южного Тянь-Шаня, таким образом, входят флиш, нижняя морская и верхняя континентальная молассы. Комплекс тылового прогиба северной ветви состоит из нижней морской (С^-Р^) и верхней континентальной (Р^г-к) моласс. Орогенический комплекс тылового прогиба южной ветви варисцид включает в свой состав базальную карбонатно-рифоидную (нижнюю) молассу (С^-С^.,), флиш (С2т2-С3) и верхнюю континентальную осадочно-вулканогенную молассу, эквивалентную базальной и фельзитовой подсвитам лючобского комплекса Южного Гиссара (Р^.

Под орогеническими формациями автором понимаются, ако, не только те, что образованы за счет размыва горных ружений или Кордильер, надводных или субаквальных, как 1ши и молассы Южного Тянь-Шаня, но и магматиты ровных дуг и вулканических поясов и синхронные им 1ассы задуговых бассейнов.

Автор делит орогенный этап на ранне (С^-С^-гтц)- и днеорогенный (С2т2-Р2) периоды. Граница между ними ярко 1ечена в дуговых структурах исчерпанием островодужного канизма и сменой его коллизионным. В Южном Тянь-Шане еж между нижне- и верхнемосковским подъярусами С2 ючен крупным региональным несогласием и транс-ссивным залеганием верхнемосковских отложений на >хнебашкирских и нижнемосковских, что было обсуловлено енсивным продвижением к югу шарьяжных пластин и атыванием в этом же направлении тылового прогиба, »хнемосковская моласса которого запечатывала кележащие флише-олистостромовые комплексы. Это утверждает представления А.А.Моссаковского (1975) о *уроченности общего, принципиального рубежа в >исцидах Евразии, отделяющего раннеорогенный период от зднеорогенного, к середине московского века, не исключая л этом частных особенностей Южного Тянь-Шаня. Они слючаются в неодновременности вступления в орогенный ким различных его зон, что иллюстрируется скольжением зраста нижней молассы, который меняется от С2Ь1 в гранской подзоне Южной Ферганы до С3ис3-<35 на Южном ае. Если иметь в виду Тянь-Шань в целом, с учетом гировок вулканогенных моласс в дуговых структурах, то зрастной объем орогенного этапа определяется в диапазоне з-Р2 включительно.

Время завершения орогенеза определяется возрастом рхней фубообломочной молассы, либо датировками интру-вных тел, прорывающих наиболее поздние коллизионные пканиты.

Варисцийский орогенез проявлен в различных блоках нь-Шаня индивидуально и с неодинаковой степенью тенсивности.

В главе детально анализируются состав и строение орогенных формаций и выделяются наиболее характерные их типы.

Эпиорогенный этап континентальной стадии развития Южного Тянь-Шаня наступил в индское время. В Донецких варисцидах аналогичная перестройка произошла значительно позже, в диапазоне Т3п - середина (Е.В.Мовшович, 1979).

ГЛАВА 8. Гравитационные и тектоно-гравитационные микститы в структуре тылового и фронтального прогибов, связь с покровным строением.

Главными областями развития описываемых образований являются Туркестано-Алайская, Фергано-Кокшаальская и Гиссаро-Восточноалайская системы, где они локализованы в структурах надвиговых поясов и передовых прогибов. Они приурочены здесь к турбидитной формации Сгт1-С3 -возраста, не известны в Рг^ и после С3, т.е. ограничены строгими возрастными рамками.

Выделяются две основные разновидности - эндоолисто-стромы, микститы гравигенного происхождения, характерные для внутренних зон покровно-складчатых систем и тыловых прогибов, и экзоолистостромы, микститы тектоно-гравитационного генезиса, накапливавшиеся во внешней зоне покровного сооружения, перед фронтом надвигов. Первые обнаруживают парагенетическую связь с нижней морской молассой тыловых прогибов, вторые - с турбидитами фронтальных прогибов, являясь их составной частью.

В главе приводится описание состава и строения конфетных горизонтов экзоолистостром для Северного и Южного Алая, Туркестанского хребта, Южного Гиссара с детальным анализом состава олистолитов и источников их происхождения, делается вывод об их связи с тектоническими покровами, геодинамическими обстановками, бассейнами осадконакопления и этапами в тектонической эволюции Тянь-Шаня.

ГЛАВА 9. Верхний возрастной рубеж коллизионного магматизма.

Если нижняя его граница устанавливается по возрасту зли надежно датированных островодужных формаций, то хняя долгое время нуждалась в уточнении. Она не могла ь определена палеонтологическими методами абсолютно ежно и с необходимой точностью либо из-за отсутствия екрывающих отложений, которые бы содержали рофлору или палинокомплексы, либо из-за огромных по тельности перерывов, разделяющих прорываемые и екрывающие толщи. В некоторых районах длительность 1х перерывов может охватить несколько эпох. Но есть кты, где верхняя граница магматизма может быть намечена, основе данных по растительным комплексам, с :симальной доступной точностью. Это бассейны рек икызылсай в Чаткало-Кураминском регионе и Ханака в ном Гиссаре. В первом из них автором сделан вывод о лераннеказанском (не выходящем за пределы татарского а) возрасте наиболее поздних (послекызылнуринских) абиссальных интрузий и дайковых серий. Данные автора об ассельском возрасте наиболее поздних дочно-вулканогенных моласс Южного Гиссара, аргумен-ованные ископаемой макрофлорой и палинокомплексами, (воляют считать прорывающие эти толщи тела щелочных броидов и базальтоидов послеассельскими, но пред-анскими, образованиями. Верхний возрастной рубеж их ;дполагается в связи с коррелируемостъю их с габбро-битовой формацией Срединного Тянь-Шаня, имеющей юдкызылнуринский", т.е. средне-, возможно, по здне~ омский, возраст.

Автор полагает, что исчерпание очагов базальтоидного гматизма Южного Гиссара и Туркестано-Алайского сектора умышский комптонит - лимбургитовый комплекс) Южного 1ь-Шаня произошло не позднее татарского века поздней эми, но вполне вероятно, что это могло случиться и к концу ранней половины.

Данные по Кокшаалу (Г.С.Бискэ, 1985; Е.В.Христов, 1989)

подтверждают предположения автора о позднепермском возрасте завершающего магматизма.

ГЛАВА 10. Позднепалеозойская эпоха структурно-вещественных преобразований земной коры Тянь-Шаня: модели, механизмы.

Структурно-вещественные преобразования земной коры в позднепапеозойскую эпоху были обусловлены сменой геодинамических обстановок. Их характер зависел от особенностей земной коры блоков, в пределах которых протекали эти преобразования.

В Чаткало-Кураминском регионе и Северном Тянь-Шане воздействие процессов орогенеза воплотилось в наращивание мощности гранитно- метаморфического слоя коры в интервале С1в-Р2 значительными объемами гранитоидной магмы, продуктов орогенного вулканизма, а также большими массами серо- и красноцветных моласс. Суммарная мощность вулкано-терригенной молассы, накопившейся в Кураминской впадине, приближается к 10-12 км, в Северном Тянь-Шане - к 3-5 км.

Структурная трансформация в упомянутых регионах выразилась в формировании сводовых поднятий, осложненных молассовыми прогибами и впадинами, а также ансамблями вулкано-тектонических структур: молассовых мульд, грабенов, кальдер, приразломных депрессий и т.д. (В.А.Арапов, 1983; В.И.Кнауф, 1973; В.М.Цейслер, 1973). Синхронно с процессами накопления вещества здесь происходило его перераспределение - отток из областей поднятий в депрессионные структуры, не только, как считает В.А.Буш (1975), за счет размыва первых сверху, но и за счет ассимиляции снизу, в результате чего дифференцированная по мощности кора была к концу Р2 в значительной степени гомогенезирована.

В Южном Тянь-Шане орогенические процессы позднего палеозоя привели, по существу, к становлению коры континентального типа, окончательная консолидация которой совпадает с концом орогенеза. Это был аллохтонный, по

.Пейве и др. (1976), механизм образования коры, >азившийся в обдукции океанических комплексов на бонатные платформы и зоны с переходным или океаническим типом коры. Обдуцированные пластины в ггановке поперечного сжатия формировались в сложно мешуенные аккреционные призмы встречной вергентности, женные скученными абиссальными, батиальными и пьфовыми формациями палеоокеанов и подножий тинентальных склонов микроконтинентов. Прослоенные лше-олисгостромовыми формациями, аккретированные ювергентные покровы тяньшанид запечатывают частично »автохтон, а также турбидитовые серии структурно более ;ких покровов, вплоть до дистальных гемипелагических бидитов северного подножия кристаллиникума Тарима.

Размывавшиеся аккреционные призмы служили основными ггавщиками обломочного материала океанитов во онтальные прогибы. Об объемах сносимой «ластики щетельствует мощность орогенных псефитов северного анга фронтального прогиба тяньшанид, которая в мульде эметашской синклинали превышает 3000 м.

В результате этих процессов, мощность коры в Западном торе Тянь-Шаня увеличилась в среднем на 12-15 км 2-Бискэ, 1989), в Сарыджазском блоке - на 15-18 км З.Христов, 1989).

В гиссаро-алаидах процессы тектонического скучивания, 1,имо, не были столь масштабными: мощность >астившейся и тектонически расслоенной верхней части )ы здесь не превышает 5-6 км (Вашан-Калмакасуйская ia). Помимо аккреционных призм, значительные объемы ютики сносились и с Туркестанского поднятия.

В Карачатырском прогибе мощность нарастившейся л ной коры оценивается в 10-12 км. Основные объемы помочного материала поступали с Кураминской гматической дуги и одноименного вулканического пояса К.Бухарин и др., 1975); другим источником, видимо, служили тгруктированные тыловые части аккреционных призм.

Общее утолщение коры и, возможно, поздняя субдукция па А) в южном направлении, под Алайский микроконтинент, юрировали мощную вспышку магматизма конца С3-Р2, что

привело к окончательной консолидации земной коры Южного Тянь-Шаня.

Структурно-вещественные преобразования коры Южно-Гиссарской зоны были обусловлены обдукцией на Алайский микроконтинент части океанических и островодужных комплексов Южно-Гиссарского рифта и формированием аккреционной призмы северной вергентности, нарастившей континентальную кору южного фланга Алайского микроконтинента, вкупе с вулканитами Каракумо-Гиссарского пояса, на 8-10 км. Консолидация коры этой части Южного Тянь-Шаня произошла в конце С3, в результате внедрения последних фаз Гиссарского батолита.

Увеличение мощности коры северной периферии Байсун-ского блока на 6-8 км произошло за счет обдукции части океанитов Южно-Гиссарского рифта, размыва аккреционной призмы и накопления магматитов Каракумо-Гиссарского лиминарного пояса.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Реализация основной цели работы привела к выделению в истории поздних палеозоид Тянь-Шаня нескольких крупных перестроечных подэтапов, масштабы проявления и значимость которых различны, как различна их выразительность.

1. Наиболее ранний, позднесерпуховский-раннемосковский (Р^г^ШзЬ подэтап совпадает с началом орогенеза, он отмечен конвергенцией континентальных масс, закрытием океанических и рифтовых систем, затуханием островодужного вулканизма, "мягкой" коллизией континентальных блоков с островными дугами. В начале подэтапа закладываются ранние орогенные прогибы и впадины, отмечаются первые волны шарьяжей во фронтальных бассейнах и складчатость е тыловых. С первыми шарьяжами связано начало формирования экзоолистостромовых комплексов в составе турбидитной формации фронтальных структур. В конце подэтапа -внедрение мощных плутонов габбро-диорит-гранодиоритового

плекса в Курам инской зоне, рельефно выраженная щчатостъ в тыловых прогибах.

2. Позднемосковсжий век - первая половина поздне-енноугольной эпохи (С^ш^^1). "Жесткая" коллизия конти-тальных масс, начало поддвига Алай-Кокшаальской микро-ты под Казахстано-Джунгарский блок, заложение 1ып кум о-Курам и некого сектора окраинно-материкового каногенного пояса, внедрение в его пределах крупных тонов адамеллитового комплекса, расширение тылового гиба северной ветви варисцид за счет миграции в южном равлении фронтального. Широкое развитие турбидитной эмации с горизонтами тектоно-гравитационных микститов

фронтальных бассейнах, в частности, в Зеравшано-сарском; формирование по»фовных ансамблей Южного 1Ь-Шаня, складчатые деформации и ретрошарьяжи, нало-шые на покровную структуру. В течение всего подэтапа -новление гранитоидов Североварзобского комплекса, гающих многофазный Гиссарский плутон.

3. Гжельско-сакмарский (С^сьЕ^) подзтап: позднее сровообразование на шельфе кристаллиникума Тарима ¡синская и Кипчалма-Джангартская чешуи), столкновение ос волн складчатости в гипотетической миозоне встречных деигов (Е.И.Зубцов и др.,1977), начало закрытия онтальных прогибов, складчатые деформации преимущество поддвигающейся или близкой к ней части форланда.

С концом подэтапа связаны поддвиг Тарима под склад-го-покровную систему Южного Тянь-Шаня (Е.В.Христов, В9), коллизионный гранитоидный магматизм Туркестано-ая и Кокшаала, формирование фанитоидов Южноварзоб->го комплекса Южного Гиссара. Земная кора Южного иь-Шаня приобретает значительную, но неоднородную сткость. В ассельском веке - прекращение формирования стоно-гравитационных комплексов как следствие затухания перечной компрессии Тянь-Шаня. Первая половина кмарского века - закрытие Карачатырского сегмента

I

тылового прогиба как остаточного в составе юго-западноС ветви Урало-Монгольского палеоокеана.

4. Артинско-кунгурский подэтап (Р-^аг-к) - начало собственно горообразования и накопления верхней грубо-обломочной красноцветной молассы; деформация нижней молассы: переориентировка складок, запрокидывание надвигое первых фаз складчатости (ЕИ.Зубцов и др., 1974; Г.С.Бискэ, 1989), затухание коллизии.

5. Позднеказанский-татарский подэтап (Р^з^А) отмечен частичными деформациями верхней молассы, формированием горизонтальных флексур (Восточно- Ферганская сигмоида) и осложняющих их более мелких широтных складок, в сочетании с субпродольными сдвигами типа Каравшинского и Атбаши-Иныльчекского. Крупно- амплитудные сдвиговые смещения по Таласо-Ферганскому и Кипчакскому швам (В.С.Буртман, 1976; Е.И.Зубцов и др., 1974; Е.В.Христов, 1989). Завершение коллизии континентов.

Обзор подэтапов наводит на мысль, что в позднепалеозойской истории Тянь-Шаня обнаруживается много общих черт с уралидами. Это объясняется их принадлежностью к единому Урало-Монгольскому орогену. Не говоря о других признаках, это видно даже на примере абсолютного времени существования Тагильской и Кураминской магматических дуг, что позволяет допускать сокращение Уральского и Туркестано-Атбашинского палеоокеанов, при постоянной и одинаковой скорости субдукции в течение С^-Р.,, на величину в -1000 км. Основные различия сведены к возрастному диапазону формирования поясов: в тяньшанидах и гиссаро-алаидах это С1-Р22, в уралидах - 02-ч12 (В.В.Юдин, 1991).

Аюуалистическим аналогом Палеотяньшаня, возможно, является Индонезийская зона конвергенции, где, в разных пересечениях, соприкасаются современные аналоги разных стадий формирования тяньшаньского конвергентного орогена.

Отметим, что полученные данные позволили с новых 1ций и более детально, кажется, осветить историю югического развития Тянь-Шаня в позднем палеозое, атиграфическое расчленение флороносных толщ, зленные особенности строения и состава орогенических маций, намеченные этапы эволюции вмещающих их -юпорядковых отрицательных структур и седиментационных гейнов, вкупе с фациально-палеогеофафическими и эогеодинамическими реконструкциями, интерпретируемыми стуалистических позиций, могут быть использованы как в не познания общих закономерностей орогенических цессов, так и определения новых направлений в поисках езных ископаемых.

ОСНОВНЫЕ РАБОТЫ, В КОТОРЫХ ОПУБЛИКОВАНЫ ПОЛОЖЕНИЯ ДИССЕРТАЦИИ:

1. Монофафия: Верхний палеозой Срединного и Южного ь-Шаня. - Ташкент: Фан, 1978. - 175 с. (совместно с

1.Борисовым, Ф.Р.Бенш).

2. О раннепермском возрасте надакской свиты обережья р.Карабау (юго-западная часть Чаткальского бта) Ц Узб.геол.журн. - 1974. - № 2. - С.71-75 (совместно .Я.Клипенштейном, Л.М.Глейзером).

3. Кандырсайская флора - карбон или пермь? // Докл.АН ССР. - 1974. - № 10. - С.43-46. (совместно с

ККлипенштейном).

4. О раннепермском возрасте габбро-сиенитовой рмации Срединного Тянь-Шаня // Узб. геол. журн. - 1975. -3. - С.39-44. (совместно с В.Я.Клипенштейном).

5. О фанице каменноугольной и пермской систем в связи с содкой стефанской флоры в хр.Гузан (Южная Фергана) // пр. региональной геологии и петрологии Средней Азии. -икент, 1975. - С.86-92. (совместно с В.Я.Клипенштейном).

6. О верхней возрастной границе варисцийского магматизма в Тянь-Шане// Узб.геол.журн. - 1976. - № 1. -С.31-38. (совместно с В.Я.Клипенштейном, В.К-Панасюченко, Э.В.Поярковой).

7. Кальдеры Срединного Тянь-Шаня// Узб. геол. журн. -1976. - № 2. - С.50-56. (совместно с В.Я.Клипенштейном, Э.В.Поярковой).

8. Субсеквентный магматизм и глубинное строение Тянь-Шаня// Глубинное строение, магматизм и металлогения Тихоокеанских вулканических поясов. - Владивосток, 1976. Тез.докл. (совместно с В.Я.Клипенштейном, Э.В.Поярковой).

9. Отенская (пермская) флора хребта Нарынтау (Срединный Тянь-Шань) и корреляция ее с флорами Сент-Этьена и Отена (Центральный Французский массив) // Узб.геол.журн. - 1980. - № 6. - С.41-50.

10. О характере физической границы между карбоном и Пермью в континентальных отложениях некоторых районов Тянь-Шаня// Узб.геол.журн. - 1981. - № 3. - С. 41-51.

11. Сравнительная стратиграфическая позиция некоторых каплиптерид в верхнем палеозое США, Европы и Тянь-Шаня в связи с границей каменноугольной и пермской систем// Узб.геол.журн. - 1984. - N° 1. - С.57-61.

12. Схема стратиграфического расчленения и корреляции пермских континентальных отложений Средней Азии// Докл.АН УзССР. - 1984. - № 8. - С.39-42. (совместно с Т.А.Быковской).

13. Некоторые черты позднепалеозойской истории Кураминской дейтероорогенной впадины// Узб.геол.журн. -1984.-№6.-С.45-52.

14. О стефано-отенском (Сз-Р,) и саксонском (Р,аг) возрасте некоторых континентальных толщ междуречья Ляйляк-

ашин (Туркестанский хребет) в связи с первой находкой ных и птеридосперм Callipteris flabellifera (Weiss.) г/ Докл.АН УзСССР. - 1984. - № 12. - С.32-34. (совместно .Быковской).

5. О возрасте некоторых верхнепалеозойских континен-ных толщ бассейнов рек Ляйляк и Каравшин (Южный -Шань) // Бюлл.МОИП. Отдел.геол. - 1987. - Т.62, вып. 1. >2-58 (совместно с Т.А.Быковской).

16. Еще раз о возрасте некоторых верхнепалеозойских й Чаткало-Кураминского региона и других районов -Шаня // Узб.геол.журн. - 1987. - N° 1. - С.76-80.

17. Некоторые особенности строения и возраст .»нноугольного разреза ур.Тахтек (Южная Фергана)// геол.журн. - 1986. - № 4. - С.51-54. (совместно с Быковской).

18. The caitioniferous-permian Boundery in continental deposits en-Shan and its bearing on the stratigraphical position of some pterids// Abstracts of papers (II). Simposiums 1-11 and ellaneous 1987, Beijing, China. - pp. 313-314. (совместно с Быковской).

19. Возрастные границы и формации орогенного этапа 1сцид Тянь-Шаня// Узб. геол. журн. - 1988. - № 2. -)-60.

20. О возрасте некоторых орогенных серий Карамазара// .геол.журн. - 1988. - № 3. - С.114-115. (совместно с I.Борисовым, Т.А.Быковской).

21. Отрицательные структуры коллизионного (орогенного) та варисцид Тянь-Шаня, их эволюция и возможные причины азования//Узб.геол.журн. - 1989. - № 2. - С. 16-33.

22. Отрицательные структуры коллизионного этапа исцид Тянь-Шаня, их эволюция и возможные причины

образования// Тектоника, геодинамика и металлогения Урало-Тяньшаньской складчатой системы. - Свердловск, 1989. -С.89. (Тез.докл.)

23. Тектоно-гравитационные микститы в структуре надвигового пояса и передового прогиба варисци/э Туркестано-Алая (Южный Тянь-Шань) как индикаторы его покровного строения// Шарьяжно-надвиговая тектоника и ее роль в формировании месторождений полезных ископаемых. -Уфа, 1991. - С.24-25. (Тез.докл.науч. сессии Ин-та геол. БНЦ УрО АН СССР).

24. Отенская (пермская) флора хр. Нарынтау (Тянь-Шань) и корреляция ее с одновозрастными флорами некоторых районов Европы// Пермская система земного шара. -Свердловск, 1991. - С.25 (Тез. докл.Межд.конгресса. - Пермь, 1991). (совместно с Т.А.Быковской).

25. Граница карбона и перми в континентальных и прибрежно-морских отложениях Тянь-Шаня // Пермская система земного шара. - Свердловск, 1991. - С.57-58. (Тез. докл.Межд.конгресса. - Пермь, 1991). (совместно с Т. А. Быковской).

26. Геодинамика и основные черты палеогеографии Тянь-Шаня в карбоне и перми// Пермская система земного шара. - Свердловск, 1991. - С.202 (Тез. докл. Межд.конгресса. - Пермь, 1991).

: С >С Е . .

К Л

на

. Е и м о, Х-' Г/, о;; л ь/ н ы х i

. С О С Т А В И Л A.C. MAC У М Ó

M • LIT' Е Р

ТЙНЬ н-

м с к и х -

ш А W Я " !

* •у

h ■<?.-. i